Підготовка і проведення польових геологічних маршрутів

види маршрутів

Польові геологічні дослідження проводяться не тільки на окремих пунктах спостережень, а й під час руху від одного такого пункту до іншого. Маршрут - це шлях прямування, під час якого проводяться безперервні геолого-геоморфологічні спостереження з метою простеження на місцевості і фіксації на топооснови геологічних кордонів для забезпечення подальшого складання польових геологічних карт.

Геологічні маршрути поділяються за програмними цілями на оглядові (геолого-екскурсійні), рекогносцирувальна, детального вивчення опорних розрізів, суцільний геологічної зйомки, ув`язки і перевірки геологічних карт різних ділянок самостійного картографування, контрольні.

Оглядові геолого-екскурсійні маршрути проводяться під керівництвом викладача за межами навчального полігону з метою ознайомлення з загальними особливостями геологічної будови району проведення практики. Вони мають більш значну (від 30 до 200 км) протяжність. Зібраний в цих маршрутах польовий матеріал зіставляється з матеріалами по площі ділянки самостійної геологічної зйомки.

Решта види польових геологічних маршрутів здійснюються в межах навчального полігону. Завданням рекогносцирувальна маршрутів є визначення ступеня оголеності місцевості, на якій будуть проводитися геолого-знімальні роботи-встановлення небезпечних ділянок, визначення шляхів руху в маршрутах і пунктів збору маршрутних груп, впізнання на місцевості орієнтирів.

Маршрути детального вивчення опорних розрізів мають на меті докладне вивчення літології і стратиграфії відкладень, розвинених на ділянці зйомки, виділення геологічних тіл, меж і маркірують горизонтів, умов залягання геологічних тіл. Спочатку вони виконуються під керівництвом викладача, потім самостійно маршрутними групами.

Маршрути суцільний зйомки призначені для простеження на площі всієї ділянки попередньо виділених геологічних кордонів. За результатами проведення таких маршрутів складається польова литолого-стратиграфическая карта. Маршрути суцільний зйомки виконуються маршрутними групами. Цими маршрутами завершується збір вихідних польових матеріалів, необхідних для складання звіту про наукові результати виконаної геолого-знімальній роботи.

Ув`язувальні маршрути виконуються для усунення безпосередньо на місцевості виниклих розбіжностей на картах сусідніх ділянок різних знімальних загонів і складання зведеної геологічної карти. Контрольні маршрути призначаються за рішенням керівника практики для перевірки на місцевості результатів роботи.

Відео: Армійські міжнародні ігри - 2016

Кожен маршрут планується заздалегідь, до виходу в поле. Визначаються мета маршруту, орієнтири, ймовірні пункти геологічних спостережень. При плануванні використовують топографічну основу ділянки зйомки, аерофотознімки, геологічні карти попередніх зйомок та інші матеріали за геологічною будовою досліджуваної площі. План маршруту на день записується в польовий книжці кожного учасника: дата, номер маршруту, мета маршруту, пункти проходження, пункт збору. Після закінчення маршруту кожен учасник робить в польовий книжці запис про виконання завдання маршруту або вказує причини, що перешкодили її виконання.

Маршрутні дослідження під час польового періоду практики

В ході польових робіт планується проведення 4 оглядових геологічних маршрутів і виконання студентами кількох польових маршрутів під час проведення навчальної геологічної зйомки на площі Гродненського полігону, розташованого на схід від м Гродно між д. Понемуні і д. Сівковим. Приблизний календар польового періоду навчальної практики наступний.

День перший

Переїзд групи студентів та супроводжуючих її викладачів з Мінська в Гродно. Розміщення в готелі (гуртожитку). Перевірка і підготовка до роботи геологічного спорядження і обладнання.

День другий

Оглядовий геологічний маршрут ldquo-Долина р. Неманrdquo-. Вивчення геологічної будови алювіальних відкладень в долині Німану (заплави, першої, другої і третьої надзаплавних терас) в оголенні у д. Гожа.

Д е н ь т р е т і й

Оглядовий геологічний маршрут ldquo-Крайові льодовикові образованіяrdquo-. Вивчення геологічної будови та морфології комплексу крайових льодовикових утворень біля кордону максимального поширення поозерского льодовика в 25-30 км на схід від Гродно в межах Средненеманской низини і північно-східного схилу Гродненської височини (улоговина озера Біле, Рибниця, Зацково, флювіогляціального дельта, водноледніковие і озерноледніковая рівнини, кінцево-моренні гряди, Камова пагорби, дюни).

Д е н ь ч е т в е р т и й

Оглядовий геологічний маршрут ldquo-Гляціотектонікаrdquo-. Вивчення гляціодіслокацій за участю крейдяних, палеогенових, неогенових і четвертинних порід в діючих кар`єрах на родовищах ldquo-Пишкіrdquo-, ldquo-Россьrdquo-, ldquo-Колядічіrdquo-.

Відео: Підготовка до Олімпіади юних геологів - 2017

Д е н ь п я т и й

Оглядовий геологічний маршрут ldquo-Гродненський полігонrdquo-. Ознайомлення із загальними особливостями геологічної будови Гродненського полігону, на якому буде виконуватися навчальна геологічна зйомка. Полігон розташовується по обох берегах р. Німан від д. Понемуні до д. Сівковим і включає 3 призначених для проведення геологічної зйомки трьома бригадами по 6-7 студентів ділянки площею близько 7-8 км² кожен. Вивчення опорного розрізу Понемуні (Понемунскій яр на східній околиці м Гродно).

Д н і ш е с т о й - т р і н а д ц а т и й

Виконання навчальної геологічної зйомки на площі Гродненського полігону. Польові рекогносцирувальна, знімальні та інші маршрути. Вивчення опорних розрізів (природних оголень в долині Німану і в стінках ярів), закладка шурфів, відбір проб, визначення стратиграфического положення і умов залягання геологічних тіл, фотографування і опис шарів. Складання робочих (польових) макетів геологічної карти четвертинних відкладень, геоморфологической карти, 0прогнозной карти корисних копалин по території 3-х ділянок полігону.

Д е н ь ч е т и р н а д ц а т и й

Підведення підсумків польового періоду практики. Переїзд з Гродно до Мінська.

Короткий опис оглядових геологічних маршрутів

Оглядовий геологічний маршрут ldquo-Долина р. Німан”

Маршрут Гродно-Прігодічі- Гожа-Гродно планується провести в другій день польового періоду практики. Протяжність маршруту складає 45-50 км. Основним об`єктом маршруту є долина р. Німан в 12-17 км на північ від Гродно на відрізку між хутором Кука і д. Гожа. Вивчення оголення алювіальних відкладень заплави, першої, другої і третьої надзаплавних терас на правому березі р. Німан у д. Гожа.

Під час маршруту студенти знайомляться з особливостями будови долини Німану на ділянці прориву через Білорусію височина і виходу річки на Средненеманскую низину. Долина прориву має довжину близько 45 км, вона починається вище м.Гродно у д. Комотово і закінчується нижче м.Гродно у д. Гожа. На ділянці прориву долина Німану різко звужується, особливо на відрізку між дд. Щечіново і Понемуні (так звані ldquo-Гродненские воротаrdquo-), де долина річки має вигляд глибокого (до 40 м) каньйону з крутими стінками, порізаними численними ярами. Ширина долини у д. Комотово становить 2,2 км, біля д. Сівковим - 1 км, у д. Прінеманская (колишня Жідовщізна) - всього 0,4 км. Нижче Гродно ширина долини зростає до 2-3 км. Глибина долини зростає від 16-18 м у гирла Котре до 35-40 м між дд. Пригодич і Прінеманская. На цій ділянці розвинені три рівня заплави (висока, середня і низька) і кілька надзаплавних терас, верхні з яких є ерозійними. Все терасні рівні на Гродненському ділянці займають дуже обмежену частину долини Німану, маючи вигляд вузьких облямівок і сегментів.

Перша надзаплавної тераси долини Німану має висоту 8-9 м в межах Гродненської височини і 9-11 м на Средненеманском участке.Аллювій першої надзаплавної тераси представлений переважно русловими утвореннями, в товщі яких спостерігається зміна зверху вниз по розрізу дрібних пісків більш грубими пісками, гравієм і галечниками. У д. Гожа в уступі тераси під 1,5-2 метровою товщею переважно дрібнозернистих горизонтально і волністослоістую пісків заплавній фації залягає піщано-гравійно-гальковий матеріал руслової фації потужністю до 4 м і більше. (Вознячук, Вальчік, 1976):

Перша надзаплавної тераси цокольна. Її цоколь піднімається до 3-5 м, іноді до 6 м над меженний урізу річки. Потужність алювію першої тераси коливається від 3-4 до 10 м і становить в середньому 5-6 м в Средненеманской низині і 4 м в межах Гродненської височини. Найбільша потужність її аллювия відзначається в місцях успадкування річкою льодовикових улоговин, наприклад у д. Гожа. Під час маршруту студенти знайомляться з умовами залягання в оголенні у д. Гожа льодовикових, озерно-льодовикових відкладень, що заповнюють поховану льодовикову улоговину, а також алювіальних відкладень першої, другої і третьої надзаплавних терас.

В оголенні у д. Гожа на ділянці 650-900 м нижче гирла р. Гожкі Л.Н. Вознячуком і М.А. Вальчік виявлена похована льодовикова улоговина глибиною не менше 13-15 м (до 10 м нижче урізу річки) і шириною до 250 м, виконана коричневими і зеленувато-сірими алевритами і глинами, подібними з стрічковими озерно-льодовиковими утвореннями. Шари глин круто нахилені до осі давньої балки і в багатьох місцях сильно дислоковані при термокарстових осідання. Гожская улоговина виорати поозерскім льодовиком в максимальну стадію останнього заледеніння (близько 17 тис. Років тому (Вознячук, Вальчік, 1976). Улоговина врізана в озерно-старичні алеврити з дріасовой флорою, що накопичилися 25-23 тис. Років тому під час ldquo-гожскогоrdquo- інтерстадіала (Вознячук, 1971). Ці ленточноподобние глінизалегают на бортах Гожской улоговини. Вони розділені вузькою (не більше 100 м) пізнішій за часом освіти термокарстові западиною, днище якої розташовується під урізу води. Термокарстові западина заповнена в основному дрібними річковими пісками. У центрі цієї западини в оголенні розкрита лінза старічной відкладень потужністю близько 0,5-0,8 м. Старічной відкладення представлені сірими тонкозернистим пісками, мергелями, гумусірованние і торф`янисті, іловатий супесями, оливковими і темно-сірими Гітт з численними органічними залишками (рослинний детрит , ліст`я ,. гілки, хвоя, шишки сосни, насіння, раковини молюсків і остракод, надкрила жуків, кістки риб. Судячи з результатів спорово-пилкового, палеокарпологіческого і конхіліологіческого аналізів, шар старічной опадів в сновном утворився в аллереде - близько 11,8-11,0 тис. років тому (Вознячук, Вальчік, 1976, Велічкевич, 1973).

Друга надзаплавної тераси у д. Гожа має висоту 13-15 м над урізу води. Як зазначалося вище, поверхня тераси нерідко ускладнюється термокарстовими формами, сформованими в результаті протаивания блоків льоду в похованих льодовикових улоговинах. Тераса цокольна, висота цоколя - близько 8-9 м над урізу води. Потужність алювію в середньому становить 5-7 м.

Третя надзаплавної тераса має висоту близько 17-18 м. На поверхні тераси відзначаються термокарстові западини, а також дюни. Тераса складена в основному русловими утвореннями, що складаються з разнозерністих гравелістих пісків, косослоістую, з падінням слойков вниз за течією річки. Заплавні фації у верхній частині розрізу тераси представлені дрібнозернистими пісками. Потужність алювію становить 6-7 м, базальний горизонт в цоколі тераси представлений валуни-галькові матеріалом і розташований на висоті 10-12 м над меженний рівнем води в руслі Німану.

В ході маршруту студентам пропонується підготувати 4-5 шурфів і зробити в польових щоденниках опис виробок, що відображають будову алювіальних відкладень заплави, першої, другої і третьої надзаплавних терас в долині р. Німан.

Оглядовий геологічний маршрут ldquo-Крайові льодовикові образованіяrdquo-

Маршрут Гродно-Озери-Стриївка-Жітомля-Гродно планується провести на третій день польового періоду практики. Протяжність маршруту складає близько 75-80 км. Завданням маршруту є вивчення комплексу форм крайового льодовикового рельєфу біля кордону максимального поширення поозерского льодовика в межах Средненеманской низини і північно-східного схилу Гродненської височини (улоговина озера Біле, Рибниця, Зацково, Антозеро, Камов рельєф, морфологія еолових пасом у г.п. Озери, розріз флювіогляціального дельти в кар`єрі у д. Стриївка, рельєф водноледніковие і лімногляціальной рівнини в районі г.п. Скідель, розріз звичайно-моренною гряди в кар`єрі у д. Жітомля гряд, Камова пагорби, еолів х дюн).

Крайові освіти поозерского льодовика в районі г.п.Озери вперше були закартировано під час комплексної геолого-гідрогеологічної зйомки в 1963-1967 рр. (Пасюкевіч, Нелиповича, Левицька, Семенюк, 1972). Тут крайові льодовикові освіти представлені еталонним комплексом форм, перш за все так званої Озерської дугою, для якої характерний горбисто-грядовий западин рельєф з дуже ldquo-свежіміrdquo- і ясно вираженими формами, що підносяться в окремих точках на 25-30 м над прилеглою водно-льодовикової рівниною. Висота окремих пагорбів і гряд досягає 10-15 м, іноді 20-25 м (Лисяча Гора, сипнемо Гора), крутизна схилів 15-25^про. Пагорби іноді розташовуються ланцюжками і, зливаючись підставами, утворюють грядообразние піднесення з хвилястими гребенями. У межхолмних пониженнях часто зустрічаються заболочені або зайняті невеликими заростає озерами термокарстові западини. У внутрішній частині Озерської крайової дуги розташоване велике округле заболочене зниження, виконане поозерскімі озерно-льодовиковими і голоценових відкладеннями, що утворилося на місці ldquo-законсервірованнойrdquo- величезної брили льоду.

Крайові освіти Озерської дуги складені пісками разнозерністимі, польовошпатовим-кварцовими, шаруватими. Шаруватість коса, горизонтальна, обумовлена чергуванням прошарків і прожилків піску різного гранулометричного складу та сортування. Гравійно-галькові і піщано-гравійні відкладення зазвичай плащеобразно наділяють пагорби, потужність їх не перевищує 3,0 м. У ряді випадків на Камова пагорби зустрічається моренная покришка (кар`єри у дд. Пудішкі, Ридзелі, на північний захід від оз. Рибниця). На північ від д. Тобола верхня частина розрізу деяких лімнокамових форм представлена жирними безвалуннимі глинами потужністю до 5 м. Потужність відкладень, що будують крайові освіти досягає 20-25 м.

Далі на схід і північний схід, уздовж північно-західного схилу Людський моренною рівнини, межа поозерского заледеніння підкреслюється групами звичайно-моренних і Камова пагорби і одиночними камамі у сіл Лози, Щенец, Роганічі, головні, Куций Ліс, Бенько, Мигдаль, Провозка. У більшості випадків Камова пагорби розташовані на деякій відстані від уступу Людський рівнини і дуже чітко виражені в рельєфі. Поодинокі куполоподібні підвищення висотою до 5-6 м, що мають опуклі вершини і круті схили, іноді цілі ланцюжки і невеликі масиви таких пагорбів піднімаються над одноманітною згладженої поверхнею водно-льодовикової і моренною рівнини. В районі д. Головного Камова освіти складають поряд з окремими пагорбами неширокі (до 25-30 м) Камова тераси уздовж уступу Людський рівнини. Складені Камова пагорби і тераси пісками різного гранулометричного складу, рідше піщано-гравійних матеріалом. Іноді на пагорбах (дер. Лози) присутній чохол моренною супеси потужністю до 1,5-2 м.

Спільність геологічної будови, геоморфологічних особливостей (гіпсометричні рівні) і положення в просторі Камов утворень, притулених з півночі до Гродненської височини, з камамі Озерської дуги і розташованими у північно-західних схилів Людський рівнини дозволяє зробити висновок про те, що їх утворення відбувалося одночасно, в період максимальної (Озерської) стадії поозерского заледеніння. Ці крайові форми підкреслюють положення Озерської лопаті льодовика при його максимальному просуванні на південь.

Південніше смуги описаних крайових утворень відзначається наявність розрізів муравінскіх межледникових відкладень, які не перекритих мореною (села Грандічі, Псярци, Курки). На північ від кордону поозерского заледеніння в д. Руссота-Солохи встановлені муравінскіе відкладення, перекриті мореною. Представлені вони торфом, перешаровуються з Гітт. Потужність відкладень до 5,6 м. Верхня (поозерская) морена представлена сірою валуна, супіском потужністю 0,3 м, перекритою флювіоглаціальними і сучасними відкладеннями. Залягають муравінскіе відкладення на морені дніпровського зледеніння.

Морфологія крайових утворень, будова і особливості літологічного складу вказують на умови їх формування. Малопотужний поозерскій льодовик просунувся до північно-східних схилів Гродненської височини. Лідська рівнина і Гродненська височина, що підносяться над сусідньою депресією, послужили орографическим перешкодою на шляху руху льодовикової лопаті. Лід заповнив численні улоговини і зниження, розчленовані схили Гродненської височини і Людський рівнини, а їх виступи виявилися оточеними льодом. Перед перешкодами формувалися гляціодіслокаціі. Порівняно рівна поshy-поверхню, по якій рухався лід, його мала потужність, а в зв`язку з цим слабка активність не дозволили створити більш потужних крайових утворень.

Після початку потепління в крайовій зоні уздовж схилів Людський рівнини і Гродненської височини утворилися поля мертвого льоду, розбитого мережею тріщин і таловин. Талі води відступаючого льодовика приносили величезну кількість уламкового матеріалу, що заповнює порожнечі серед мертвого льоду. Цим матеріалом заносилися окремі брили льоду, на місці яких згодом утворилися зниження. При остаточному танення мертвого льоду водно-льодовикові опади, які заповнили порожнечі в льоду, були перекриті моренними супесями або піщано-гравійним і гравійно-галькові матеріалом. Вони утворили холмообразние форми рельєфу, як правило, не мають певної орієнтування в просторі. Сформувався холмисто-западинами Камов і звичайно-моренний рельєф, характерний для крайової зони поозерского льодовика на заході Білорусії.

В ході маршруту студенти роблять в польових щоденниках опис 5-7 точок спостережень, а також проводять вивчення і документування умов залягання воднольодовикових і конечноморенних відкладень в кар`єрах у дд. Стриївка і Жітомля.

Оглядовий геологічний маршрут ldquo-Гляціотектонікаrdquo-

Протяжність маршруту Гродно-Пампушки-Рось-Красносельський-Гродно становить близько 180-200 км. Завданням маршруту є вивчення гляціотектоніческіх структур (гляціодіслокацій) за участю крейдяних, палеогенових, неогенових і четвертинних порід в діючих кар`єрах на родовищах крейди ldquo-Пишкіrdquo-, ldquo-Россьrdquo-, ldquo-Колядічіrdquo-. Маршрут проходить в області розвитку рельєфу і відкладень дніпровського зледеніння.

Різноманітні форми гляціотектоніческіх структур є характерною особливістю льодовикових утворень Білорусі. Серед них відзначаються практично всі різновиди гляціодіслокацій, відомі в області древнематерікового заледеніння. Основними гляцігеннимі структурами є Скибові (тваринний лускаті) порушення, ін`єкційних форми і отторженци. Всі вони виникли в результаті впливу на субстрат активного льоду. Структури, обумовлені процесами зникнення мертвого льоду, мають підлегле значення і порівняно невеликі розміри.

Скибові (тваринний лускаті) порушення побудовані з насунутих один на одного складок і луски. У плані такі гляціодіслокаціі майже завжди мають викривлену дугоподібну форму. Протяжність великих структур від декількох до 20-40 км, ширина зазвичай 1-3 км. У поперечному перерізі таких споруд налічується до 20-30 лусок і складок, збудованих "в потилицю» один одному. Кожна з них має ширину від 60-120 до 350-500 м (в середньому близько 200-250 м). При цьому потужність деформованого шару порід досягає 100-250 м, зрідка більше. Кут нахилу надвігових площин зазвичай не виходить за межі 30-50 °. Нерідко внутрішня структура гляціодіслокацій проступає на поверхні у вигляді паралельно-грядового рельєфу.

Як правило, тваринний лускаті порушення сусідять з негативними формами нині похованого льодовикового рельєфу (льодовиковими долинами). Зазвичай покрівля відторгнутих утворень розміщується на багато десятків метрів вище (середнє близько 80 м, іноді до 160 м), ніж на цих же площах в корінному заляганні. В результаті виходи екзотичних брил нерідко виявляються на максимальних позначках сучасного рельєфу. Матеріал, з якого складається порушення, надійшов з пасажирів по сусідству негативних форм. Комплекс, що складається з балки і прічлененія до неї дислокації, утворює гляціотектонопару. Найбільш відомі Березовська, Гродненська, КРЕМНЕНСЬКИЙ, Недведская, Пісківська, Порозовская, Сопоцкінская і Солігорськ гляціодіслокаціі (Левків, 1980).

Ін`єкційних (гляціодіапіровие) форми широко розвинені в районі проведення практики, особливо на північ від м Гродно (рис.). Вони мають в вертикальних перетинах характер прямих і перекинутих антиклиналей, перетиснений складок, клинів, по-різному нахилених ДАЕК і жив, штоків, тел химерних обрисів і т.п. Ці форми зазвичай січуть вміщують породи, іноді протикаючи їх повністю. Як ін`еціруется виступає широке коло порід (пісок, глина, супіски і суглинки, крейда, мергель, торф, буре вугілля). У переважної частини диапиров амплітуда впровадження вимірюється метрами, рідше вона досягає 50-90 м. Найбільш великі гляціодіапіри складені крейдою. Ін`еціруется тіла частіше кілька асиметричні і закинуті. Зазвичай вони розвинуті не одиничними екземплярами, а групами. У плані структури мають конфігурацію куполів або брахіантикліналями. Падіння шарів на крилах в основному не виходить за межі 5-50 °, причому воно крутіше на дистальній стороні. Діапіри сусідять з компенсаційними депресіями.

Отторженци - блоки різноманітних корінних осадових порід, що стали складовою частиною власне льодовикових утворень, мають різну величину і часто поширені цілими групами. Найзначніші з них перевищують 100 м. Потужність порід у великих отторженцев в основному становить 1-10 м, рідко більше. Основна форма тел пластообразних. Відкладення в блоках зберігають нормальну стратиграфическую послідовність, хоча міцні породи розбиті мережею тріщин. Отторженци здебільшого полого нахилені під кутом в 2-8о в проксимальному (північному) напрямку. Іноді ці зірвані льодовиком блоки добре виражені в рельєфі у вигляді округлих пагорбів або коротких грядок з відносним перевищенням до 10-15 м.

Регіональні закономірності поширення гляціодіслокацій. Виявляється тяжіння гляціодіслокацій до площ з порівняно неглибоким заляганням фундаменту (вище ізогіпс мінус 500 м) або скельних осадових порід. В межах цих великих виступів гляціотектоніческіе порушення поводяться вибірково, віддаючи перевагу локальні підняття. При цьому гляціодіслокаціі приурочені до місць, де над названими виступами кристалічних і скельних осадових порід розміщуються глинисті, крейдяні і інші податливі товщі (Білоруська і Воронежська антеклізи, Поліська сідловина). У багатьох випадках гляцігенние споруди з`являються лише на ділянках з певним характером рельєфу ложа четвертинних відкладень (великі перепади відміток, що досягають багатьох десятків метрів). Порушення частіше з`являються там, де спостерігається загальний регіональний ухил в сторону, протилежну руху льодовикового покриву. Досить численні гляціодіслокаціі у уступів і інших форм, що служили перешкодою руху льодовика. Гляціодіслокаціі скибового і ін`єкційних типів знаходяться в парагенетичних зв`язку з льодовиковими долинами. Отторженци найбільш характерні на ділянках, розташованих з дистальної (південної) сторони площ розвитку Скибових порушень. Появі гляціодіслокацій сприяла активізація розломних зон стародавнього закладення.

Геологічні об`єкти маршруту. В ході маршруту в кар`єрах у д. Пампушки (лівобережжя Німану, 5 км на захід від Гродно) і г.п. Красносельський знайомляться і документують еталонні гляцігенние порушення тваринний лускатого (скибового) типу за участю крейдяних (крейда, мергель), палеогенових (глауконітовими-кварцові піски), неогенових кварцові піски, глини) і четвертинних відкладень.

Гродненська гляціодіслокація розташована в північній частині Гродненської височини в смузі шириною близько 5-7 км на північ від і на північний захід від м Гродно (рис.). Гляціодіслокація складається з декількох груп тваринний лускатих і гляціодіапірових порушень по обох бортах долини Німану, частина яких експлуатується в якості родовищ крейди (родовища Грандічі, Пампушки, Солов`ї, Новосілки). Кар`єри з видобутку крейди у д. Пампушки (Пампушки-1 і Пампушки-2) закладені в осьових частинах великих складок, ширина кар`єрів становить 80-100 м, довжина досягає 300-500 м. Кар`єра розкриваються дислоковані верхньокрейдяні (крейда, мергель), еоценові (глауконітовими-кварцовий пісок) і четвертинні відкладення.

Пісківська гляціодіслокація розташована в Волковиського і Мостовському районах Гродненської області, в межах північних схилів Волковиського височини і перетинається річками Рось і Зельвянка. Дислокація - одна з найбільших в Європі і відноситься до скибового типу. У плані вона має дугоподібну форму, витягнута на 30 км, побудована з верхнемелового крейди і мергелю, палеогенового глауконітовими-кварцового піску, неогенових глин і кварцового піску, четвертинних відкладень льодовикового і водно-льодовикового генезису (рис.). У рельєфі виражена системою паралельних пасом висотою до 15-20 м і розділяють їх улоговини. В улоговинах зазвичай виступають давніші (крейдяні) породи.

Скиби, що утворюють ПІСКІВСЬКИЙ дислокацію, виступають у формі лусок, а також антиклінальних складок, мають ширину (в плані) близько 200-230 м і насунені один на одного під кутом близько 40-45 ° (рис. 7-13). У поперечному перерізі налічується не менше 20 скиб. Потужність дислокованої товщі не витримав і змінюється від 40 до 200 м. З внутрішньої (північній і північно-західній) сторони гляціотектоніческой дуги розвинені льодовикові улоговини, ділянками врізані до фундаменту. Дислокація сформована льодовиком. В ході скучивания пакетів мезозойських і кайнозойських відкладень відбулося скорочення смуги обірваних порід приблизно в 2 рази.

Під час маршруту будуть оглянуті і задокументовані оголення в кар`єрах з видобутку крейди у г.п. Красносельський і д. Карпівці. Студенти зможуть простежити співвідношення гляціотектоніческіх структур з рельєфом і відвідати місце розташування найдавніших на території СНД шахт з видобутку кременю у г.п. Красносельський (рис.). Ці шахти інтенсивно розроблялися в пізньому неоліті і бронзовому столітті (5-3 тис. Років тому). В даний час на базі крейдяних кар`єрів ПІСКІВСЬКИЙ гляціодіслокаціі працює виробниче об`єднання "Волковискцементошіфер". Тут щорічно проводиться до 600-800 тис. Тонн цементу, а також шифер, азбестоцементні труби, будівельне вапно, кормової гранульований крейда. Перший цементний завод на цьому місці був побудований в 1914 р

оглядовий маршрут ldquo-Гродненський полігонrdquo-

Протяжність марщрута близько 30-40 км (Гродно-Понемуні-Прінеманская- Сівковим-Гродно). Завданням маршруту є ознайомлення із загальними особливостями геологічної будови Гродненського полігону, на якому буде виконуватися навчальна геологічна зйомка. Полігон розташовується по обох берегах р. Німан від д. Понемуні до д. Сівковим і включає 3 ділянки. Ділянки призначені для проведення геологічної зйомки трьома бригадами по 6-7 студентів. Характерною особливістю полігону є перетинає його долина прориву Німану через Білорусію височина і густа мережа глибоких ярів, зручних для закладки шурфів і расчисток. У кількох ярах (Понемунскій, Колодяжне, Городіславка, Папорожний і ін. Встановлено виходи межледникових озерно-болотних відкладень. За даними глибокого буріння на площі полігону під товщею четвертинних утворень залягають породи неогену (міоцен), палеогену (еоцен), альбского ярусу нижньої крейди, сеноманського, туронского, коньякского, кампанского ярусів верхньої крейди, келловейского і оксфордського ярусів верхньої юри, кристалічного фундаменту. Четвертинні утворення на поверхні представлені звичайно-моренними, власне едніковимі, флювіоглаціальними відкладеннями. У долині Німану розвинені алювіальні акумуляції, в ярах встановлені виходи давніших моренних і межледникових горизонтів. До алювіальних відкладів заплави приурочено кілька розвіданих родовищ піску та піщано-гравійного матеріалу.

Опорний розріз Понемуні

Міжльодовикові озерні мергелю і діатоміти в околицях м Гродно відомі в декількох місцях (Друцький яр, Понемуні, Румловка і ін.). За Палеоботанічні даними їх відносять до муравінскому межледниковью. Розріз Понемуні розташовується на на східній околиці м Гродно в Понемунском яру на правому березі р. Німан. Продовження лінзи межледникових диатомитов на північний схід розкрито в декількох шурфах і свердловинах. Геологічна природа місцезнаходження Понемуні недостатньо ясна. А.Б. Міссуна (1911) відзначала наявність тут гляціодіслокацій. Г.І. Горецький (1980) також констатував гляціодіслокаціі, але вважав їх більш давніми, ніж діатоміти (діатомітові мергелю). Він спеціально підкреслював, що міжльодовикові діатоміти Понемуні залягають in situ, але захоплені делювіально-соліфлюкціонние потоками, роздроблені і розтягнуті, змішані з грязьово-моренною масою. Н.І. Крігер (1971, 1983) вважав міжльодовикові відкладення Понемуні отторженцев, зірваним поозерскім льодовиком. Студенти можуть за даними своїх польових спостережень додатково аргументувати одну їх наведених точок зору на умови залягання диатомитов Понемуні.

Розріз Понемуні приурочений до нахиленої до руслу Німану террасовіднимі ерозійної поверхні, що має висоту 32-45 м над рікою. Л.Н. Вознячук і Н.Т. Вознячук (1965) назвали цю поверхню верхньою терасою Німану, хоча аллювия тут не знайдено. Більш низький геоморфологічний рівень, який має висоту 24-32 м над Німаном ( "гродненська» тераса Л.Н. Вознячука), є також ерозійної поверхнею. На думку В. Ревіньской (Rewienska, 1933) обидва террасовіднимі рівня утворилися під час останнього (поозерского) заледеніння. в 300-400 м на північ від розрізу Понемуні простягається субширотна конечноморенная гряда, складена флювіоглаціальними пісками, перекритими малопотужної мореною. Флювіогляціальние відкладення тут в більшості випадків горізонтальнослоістие, але місцями в кар`єрах, прорезающі х гряду, зафіксовані лускаті надвиги і сліди гляціотектоніческого смятия.

територія ldquo-верхньої террасиrdquo-, судячи з розрізами на бортах долини Німану, складена товщею плейстоценових утворень з двома-трьома горизонтами тилла, розділеними піщаними і піщано-галечниковими утвореннями. Два постійно простежуються горизонту морени (тилла) відносяться до дніпровського і Березинський заледенінь. Самий верхній, спорадично поширений горизонт морени Н.І. Крігер і В.А. Чепуль відносили до максимальної стадії останнього (поозерского) заледеніння, вважаючи що поозерскій льодовик сягав Німану і залишив зазначену вище кінцево мореного гряду.

Відео: «Зайнятість-2020» виділила 2 млн. Тенге для проведення польових робіт в Мангістауської області

У межах "верхньої тераси» дніпровська морена зазвичай прикрита малопотужними флювіоглаціальними пісками. Озерна-болотні відкладення в розрізі Понемуні представлені діатомітом, Гітт, озерними пісками і суглинками. Діатоміти (місцями - озерні мергелю) залягають у вигляді двох полів загальною площею не менше 3,75 га (рис.). На західному поле в борту Понемунского яру потужність диатомитов досягає 4,65 м. у свердловинах і шурфах в межах західного поля потужність їх не перевищує 1 м і нерідко зменшується до 0,1 м і менше. На східному поле максимальна мощн ость диатомитов не перевищує 0,5 м. У межах кожного поля поширення диатомитов переривчасте. Наприклад, на західному поле в одному з шурфів Н.І. Крігер замість горизонту диатомитов в піщано-галічніковом уславитися потужністю 0,2 м (в товщі флювіогляціальних пісків) зустрінуті лише кілька лінз діятимуть потужністю до 7 см.

На західному поле діатоміти подстилаются і прикриваються флювіоглаціальними валунними пісками, рідше - галечниками. Лише на східному поле діатоміти місцями супроводжуються озерно-болотними відкладеннями: сірими глинами, тонкозернистим тонкослоістую пісками, гіттіеобразним гумусірованние суглинком. Максимальна сумарна потужність усього комплексу озерних відкладень подекуди сягає 4 м, але в інших випадках різко скорочується (до 0,1 м). Прошаруй литологически різних порід не витримані і часто виклініваются.

Опорний розріз Жідовщізна

Опорний розріз Жідовщізна розташований в яру Колодяжне Рів (ldquo-Чорна балкаrdquo-) у д. Прінеманская (бвшая Жідовщізна). Вихід межледникових озерно-болотних відкладень (Гітт, торфу) в яру Колодяжне Рів був відкритий у другій половині минулого століття (Димчевіч, 1873). Історія вивчення цього широко відомого в європейській геологічній літературі розрізу докладно описана Т.В. Якубовської (1976).

В кінці XIX століття Н.І. Криштафович вказав на залягання Гітт між двома моренами XX ст., Хоча інші дослідники (Міссуна, 1911- Наlicki, 1951) відзначали над Гітт лише валунні піски. Б. Галицький описав зведений розріз Колодяжне яру, використовуючи численні шурфи і розчищення і прийшов до висновку, що нижче Гітт залягають два горизонти моренних відкладень. Молодший, ніж Гітт, вік Б. Галицький приписує піщано-галечникові відкладенням в верхів`ях яру, на його думку, виконують ерозійну западину. Пов`язуючи перекривають Гітт піщано-галечникові верстви з заледеніннями, Галицький зробив висновок, що після утворення Гітт сформувалися ще два горизонти льодовикових відкладень.

За Л.Н. Вознячуку і П.І. Дорофєєву, в розрізі Жідовщізна відзначається одна морена над Гітт. В.А. Чепуль (1966) вказала на незвично високу для даного району гіпсометричне положення міндель-рісським (олександрійських) межледникових відкладень, особливо в зв`язку з тим, що рісс-Вюрмский (муравінскіе) міжльодовикові опади, які виступають в сусідніх обнажениях майже у урізу води р. Німан, в розрізі Жідовщізна відсутні. Г.І. Горецький (1967) вперше використав результати глибокого буріння. За його даними, міжльодовикові відкладення в розрізі Жідовщізна залягають між окской (Березинській) і дніпровської моренами.

У 1968 р А.Д. Семенюк і Л.Н. Нелиповича за результатами проведеної геологічного картування висунули припущення, що міжльодовикові освіти залягають в відторгнення стані. До такого ж висновку прийшов Н.І. Крігер після спеціально проведеного буріння 10 свердловин. (Крігер, Долодаренко, Миронюк, 1983). Інші дослідники (Якубовська, 1976- Горецький, 1980), навпаки, відстоювали уявлення про залягання описуваних межледникових відкладень in situ. В ході вивчення розрізу студенти матимуть можливість зробити власні висновки на користь того або іншого думки про умови залягання межледникових відкладень в Колодяжному яру.

Яр Колодяжне Рів прорізає террасовіднимі поверхню, що підноситься над руслом р. Німан на 35-45 м (VII або верхня тераса з Л.Н. Вознячуку). У пониззі яр вузький, з крутими схилами, що витягають два горизонти морени, розділених потужною товщею межморенних пісків. Вище яр розширюється, його схили стають більш пологими. До цієї ділянки приурочено поширення Гітт, розкритої в декількох шурфах, вивчених в різний час Б. Галицьким, Н.І. Крігер, Г.І. Горецьким, Т.В. Якубовської. На ділянці виходу олександрійських межледникових утворень, вище бровки яру спостерігається чітко виражена террасовіднимі поверхню, за якою слідує пологий схил. Така морфологія долини створює перше враження, що Гітт пов`язана з терасою і має, таким чином, геологічно молодий вік. Освіта террасовіднимі поверхні, ймовірно, пов`язано з суфозійного роботою джерел, місцями поточних по поверхні Гітт. За Н.І. Крігер, Гітт і супроводжуючі її озерно-болотні відкладення включені у вигляді отторженцев в дніпровську морену, що відповідає верхньому горизонту тилла, що виходить в низов`ях яру. Гітт поширені на протязі близько 160 м, причому в жодній з расчисток не встановлено залягання безсумнівного тилла над межледниковья відкладеннями. Гітт приурочена до суглинках озерного типу, перекритим піском або мореноподобним делювием. Для з`ясування умов залягання Гітт на лівому схилі Колодяжне яру Н.І. Крігер був закладений створ свердловин. У 1970-1976 рр. додатково було пробурено 11 глибоких (до 50 м) і 7 зондіровочние (по 5 м) свердловин і закладена 21 розчищення. Це дозволило Т.В. Якубовської (1976) уточнити площу поширення межледникових відкладень у д. Прінеманская.

Розріз Жідовщізна є класичним і неодноразово використовувався для обґрунтування стратиграфії плейстоцену Європи. В. Шафер (1953) відніс жідовщізненскіе відкладення до Мазовецькому 1 межледниковью, П. Вольдштедт (1947) - до Гольштейнських межледниковью, Б. Галицький (1951) до З-му (Ліхвінского) межледниковью, А.І. Москвітін (1950) і С.А. Яковлєв (1956) - до межледниковью, що слідував за дніпровським зледенінням (Одинцовському), багато дослідників - до Ліхвінского (олександрійському) межледниковью, що передував максимальному оледенению Російської рівнини (Ананова, 1965- Марков і ін., 1965 Якубовська, 1976, Горецький, 1980 ).

Увага, тільки СЬОГОДНІ!